Chi 8

~ ^[B,C]

•

+ +

-36-

Ainsi. malgré les effets possibles de ZnO et/ou de Fe203, on considère que les conglomérats de Kef El Mouneb sont de plus haute température que les pélites sous-jacentes. La température maximum pouvant être atteinte est celle de la réaction KFMMnASH: S+Chl

=

A+B+G qui se trouve dans le domaine PT du pic du métamorphisme des Rehamna Orientaux. Comme ce méta- morphisme, associé à une intense déformation, n'intéresse que quelques dizaines de mètres d'épaisseur, et qu'aucun accident ne met en doute son caractère autochtone, la partie supérieure de Kef El Mouneb peut s'inter- préter comme le résultat d'un métamorphisme inverse dû au chevauchement d'une nappe chaude, actuellement représentée par les Rehamna Orientaux. La limite cartographique entre Rehamna Orientaux et Centraux où est atteint le maximum du métamorphisme, l'accident des Ouled Zednès, constitue ainsi la ratine de cette nappe, reprise par une tectonique post-métamorphe.

11-5-2-RELA TIONS CRISTALLISATION-DEFORMATION

Sur la base des relations entre cristallisation et déformation, on peut opposer les Rehamna Orientaux et la partie sud des Rehamna Centraux d'une part, au massif de Kef El Mouneb, d'autre part.

Dans le premier domaine, la foliation à biotite-muscovite est scellée par le disthène; en ce qui concerne le staurotide, sa cristallisation est tardive (les cristaux parfois de centimétriques présentent des contours nets), mais certains indices de cristallisation syntectoniques peuvent exister (rotation d'inclusions internes parallèlement à l'allongement des prismes;Photo 3, Pl.l). Le grenat est le plus souvent tardi- à post-tecto- nique (limites des faces nettes,pas de trace de rotation dans le cristal).

Dans les conglomérats de Kef El Mouneb, le staurotide et le grenat sont syntectoniques tandis que l'association à chlorite-disthène est syn- à post-tectonique (Photo 1 ,PI.I). Dans les pélites de base de Kef El Mouneb, le staurotide, le grenat (à inclusions hélicitiques) et la biotite sont syntectoniques. Certaines textures montrent qu'une génération de biotite est anté-déformation (Photo 3, Pl.l).

Enfin, le disthène se présente aussi en amas centimétriques associés à du quartz tardif, à la fois à la partie supérieure de Kef El Mouneb et dans l'accident des Ouled Zednès (Barourh, Sidi Salah).

Ces observations au Kef El Mouneb sont importantes car elles impliquent l'existence d'une deuxième déformation à sa partie supérieure contemporai- ne du métamorphisme des Rehamna Orientaux. La présence de critères anté-, syn-, post- dans ce secteur est en effet apparemment incompatible avec un métamorphisme lié à la mise en place d'une nappe car le modèle de Thompson

& England ( 1984) établi pour un cisaillement à l'échelle de la croûte mon- tre que le pic du métamorphisme suit la déformation et, au kef El Mouneb, l'amplitude du chevauchement et l'intensité du métamorphisme sont beaucoup plus faibles et, à fortiori, la cristallisation des minéraux du pic du métamorphisme (Di,St) doit être postérieure à la déformation. Cela impli- que que les minéraux du pic du métamorphisme au Kef El Mouneb se surimpo- sent à la paragénèse des Rehamna Centraux liée au cisaillement N40'. En conséquence, les minéraux du pic du métamorphisme au Kef El Mouneb débutent leur cristallisation à la fin du cisaillement et la phénoblastèse mésozo- nale apparaît tardive.

-37-

11-6-CONCLUSION

L'étude structurale nous a conduit à admettre que deux "épisodes"

successifs de déformation sont responsables de l'état actuel, et non pas une combinaison de deux régimes de déformation au cours d'un même épisode.

La linéation de direction N35-40' omniprésente dans les Rehamna Centraux, et définie avec cette même direction dans les Rehamna Orientaux est la direction de transport liée à un cisaillement crustal. Dans le plan de cisaillement (accident verticalisé des Ouled Zednès), et dans le domaine en "nappe" (Rehamna orientaux), les leucogranites sont à la fois un reflet du gradient régnant en profondeur ainsi qu'une source de chaleur comme le suggère leur métamorphisme de contact. Pour Mi chard et al. ( 1982) la cristallisation du disthène qui implique une surcharge necéssaire d'une vingtaine de Km difficilement acceptable dans le contexte régional. Si le doute demeure quant à l'épaississement réel engendré par la tectonique cisaillante NE-SW, puis chevauchante· Est-Ouest, il n'en demeure pas moins que l'augmentation de pression liée à un épaississement crustal a sans doute joué un rôle important à l'origine des magmas granitiques.

D'un point de vue mécanique,il faut noter que la direction de transport change drastiquement pendant le laps de temps certainement court qu'est le métamorphisme. Au stade actuel, le détail des mouvements n'est pas défini avec précision,mais il convient de minimiser la part de la déformation imputable au serrage E-W, en regard du cisaillement horizontal qui le précède. A l'échelle du Maroc, l'accident des Ouled Zednès et probablement l'ensemble de la zone de cisaillement en marge du Môle côtier peut s'in- terpréter comme un décro-chevauchement dont les composantes en décroche- ment et chevauchement varient au cours du temps. Ceci renforce l'idée du rôle majeur de cette zone de cisaillement comme frontière entre les différents blocs hercyniens.

-38-

RE39A RE39A A15 A15 REj3 RE49B A 11 RE49B A 11 A 11 RE39A

G ^G G ^G s s s Ky Ky I l Mt

1 (c) 1 ( p) 2(c) 2(p) 1 1 3 1 3 3 1

Si02 36.80 36.90 37-33 37.72 Si02 28.26 28.61 28.08 37. 11 37.08 0.25 0. 19 Ti02 0. 13 0. 15 0. 10 0.03 Ti02 0.42 0.65 0.56 0.01 0.01 64. 38 13. 14 Al203 20.55 20.30 21. 15 21.42 Al203 52.94 54. 44 54.79 61.93 62.42 0. 17 0. 20 Cr203

o.oo

0.01 0.07 0. 13 Cr203 0.05 0.03 0.11 0.00 0.02 0.01 0. 14 reO 14.38 15.79 32.08 36.79 Fe203 o.oo 0.00 o.oo 0. 4 3 0. 16 o.oo 38.49 HnO 23. 17 21.26 5.98 1. 15 FeO 10.72 11.24 11.65 0.00 0.00 23.03 41.54

~lgO 1. 45 1. 57 1. 24 1. 82 HnO 1. 29 0.95 0.25 0.07 0.06 1. 33 0.02 CaO 2.50 2.1.!9 3.09 2.57 HgO 1. 57 1. 04 1. 97 0.00 0.01

o.oo

0.00 ZnO 1. 06 1. 86 0. 20 0.00

o.oo

1 . 40 0.05 tot 98.98 g8.47 101.04 101.63

tot 96.31 98.82 97.61 99.55 99.76 90.57 93.77 Si 6.024 6.060 6.000 6.007

Ti 0.016 0.019 0.012 0.004 Si 7. 929 7. 853 . 7.734 1. 007 1. 003 0.013 0. 061 Al 3.964 3.928 4.005 4.019 Ti 0.089 0. 134 0.116 0.000 0.000 2.440 3. 197 Cr

o.ooo

0.001 0.009 0.016 Al 17.500 17.607 17.781 1. 980 1. 990 0.010 0.076 Fe2 1. 969 2. 169 4. 312 4.900 Cr 0.011 0.007 0.024 0.000 0.000 0.000 0.036 Mn 3.213 2.958 0.814 0.155 Fe3 0.000 0.000 0.000 0.009 0.003 0.000 9. 371 Hg 0.354 0.384 0.297 0.432 Fe2 2.515 2.580 2.684 0.000 0.000 0. 971 11 . 241 Ca 0.439 0.438

a·.

532 0.439 Mn 0.307 0. 221 0.058 0.002 0.001 0.057 0.005

~1g 0.657 0.426 0.809 0.000 0.000 0.000 0.000 tot 15.978 15.957 15.981 15.972 Zn 0.220 0.377 0.041 0.000 0.000 0.052 0.012 X Fe 0.848 0.849 0.936 0.919 tot 29.227 29.205 29.247 2.998 2.999 3.542 24.000 a lm 32.95 36 .!;5 72.41 82.70 X Fe 0.793 0.858 0.768

spe 53.78 49.ï0 .13. 67 2.61 pyr 5.93 6. ~8 4.99 7.29

gro 7.33 7.37 8.93 7. 41

RE49B A 11 A 11 A15 RE33 ,; 11

Chl Chl B B Hu Hu

1 3 3 2 1 3

Si02 24.98 26. 11 35.52 35. 18 44.60 46.'}1 Ti02 0.08 0.26 1. 39 1. 58 0.22 0.21 Al203 20.39 23.39 19.66 ]8. 78 33.76 36.54 Cr203 0.06 0.03 0.17 0.05 0.06 0. 01 FeO 29.97 19.98 16.84 20. 59 1. 99 0.63 MnO 0.54 0.00 0.00 0. 01 0.00 0.00 MgO 6.76 18.56 12.83 7.95 0.33 0.67 ZnO 0.17 0.06 0.00 0.13 0. 16 0. 07 CaO 0.45 0.04 0.00 0. 15 0. 11 0.00 Na20 0.10 0.06 0. 14 0. 20 1. 46 1. 33 K20 0.37 0.11 7.20 7.57 8.22 ^il,. 97 tot 83.87 88,60 9:3.75 92.19 90.91 95.34 Si 5.699 5.276 5.352 5.515 6. 198 6. 168 Ti 0 .o 14 0.040 0. 158 0. 186 0.023 0.021 Al 5.481 5.568 3.490 3.469 5.527 5.661 Cr 0. 011 0.005 0.020 0.006 0.007 0.001 Fe2 5.718 3.376 2. 122 2.699 0.231 0.069 Mn 0. 104 0.000 0.000 0.001 0.000 0.000 Mg 2.299 5.590 2.882 1. 858 0.068 0. 131 Zn 0.029 0.009 0.000 0.015 0.016 0.007 Ca 0. 110 0.009 0.000 0.025 0.016 0.000 Na 0.044 0.024 0.041 0. 061 0.393 0.339 K 0. 108 0.028 1. 38 4 1. 514 1.457 1. 505 tot 19.6 17 19.924 15.448 15.349 13.938 13.902 X Fe 0.713 0. 377 0.424 0. 592 0. 772 0.345

Table des analyses microsondes effectuées par M. Guiraud. sur les miné- raux des roches des Rehamna Centraux (G:grenat: S:staurotide: Ky:disthène:

ll:ilménite: Mt: titano-magnéti te: Chl:chlorite; B:biotite: Mu: muscovite).

--

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-39-

111-REHAMNA: LE MASSIF GRANITIQUE DE SEBT DE BRIKIINE

111-1-CADRE GÉOLOGIQUE

Le corps granitique de Sebt de Brikiine est situé à la limite entre le Môle côtier ou bloc stable de la Meseta côtière (Michard, 1967) et les Rehamna orientaux (Fig.lll.1 ). L'accident des Ouled Zednès,qui constitue la limite entre ces deux domaines à évolution hercynienne distincte, longe le Sud-Est du massif et occulte, au Sud, le domaine de la zone des Skhour, bien représenté au Nord. C'est le long de cet accident majeur que se loca- lisent, au niveau structural actuel d'affleurement,les formations les plus déformées et les plus métamorphiques de l'encaissant du granite: les quar- tzites ordoviciens,pincés dans cet accident et bordant le granite sur plu- sieurs kilomètres,y sont Intensément étirés. A l'Est de l'accident majeur, le domaine "mobile" des Rehamna orientaux est constitué de terrains datés du Paléozoïque inférieur au Viséen diversement déformés et métamorphisés.

Les Rehamna centraux, marge orientale déformée et métamorphisée du Môle côtier,à l'Est de la Faille Médiane, viennent buter contre le granite dans sa partie nord. Malgré les déformations importantes que connaissent ce domaine, la cartographie des terrains du Paléozoïque inférieur montre (Corsini et al., 1988) que la même pile stratigraphique se retrouve de part et d'autre de la Faille Médiane. Celle-ci,qui représente dans les Rehamna un tronçon de l'accident majeur de Rabat-Tichka (Michard, 1969;

Michard et al., 1982), constitue ici un couloir de déformation de quelques centaines de mètres de largeur dans lequel les roches (schistes et quart- zophyllades) sont déformées selon un plan NNE-SSW subvertical. Les axes des plis associés à cette faille sont subhorizontaux et orientés selon la direction de l'accident (Fig.ll1.2). La linéation d'allongement et d'éti- rement des objets est subparallèle aux axes de plis, et donc aussi, à la linéation d'intersection. Cette Faille Médiane représente pour Michard et

~.( 1982) un vaste couloir de cisaillement dextre dont le jeu se poursuit (Michard et al., 1978) après le paroxysme hercynien, dans les conglomérats tardi-orogéniques datés de I'Autunien (Fossé de Mechra-Ben-Abbou à vingt- cinq kilomètres au Nord de Skhour des Rehamna). La continuité vers le Sud de cet accident à travers le massif des Jebilet, proposée par Michard ( 1969), s'appuie sur l'analogie structurale qui existe entre ces deux massifs paléozoïques (voir également Le Corre et Bouloton, 1987). Dans le domaine qui nous intéresse icl,l'accident vient buter contre la bordure nord du massif granitique de Sebt de Brikiine, à l'Est du Jbel Tenntana,et entraine localement l'orthogneissification du granite. Ceci indique que l'on a affaire à un accident scellé par la mise en place du granite, mais dont les rejeux post-datent cette mise en place. La partie ouest du massif est par ailleurs longée par un accident parallèle à la Faille Médiane, ou faille du Lakhdar, inclus dans le même système: la Zone de Cisaillement de la' Meseta occidentale (Corsini; 1988).

Les relations cartographiques de cette Faille Médiane avec le massif de Sebt de Brikiine ne sont pas banales dans le contexte du Maroc hercynien.

Déjà, dans le Massif central marocain, le granite d'Oulmès (ou Walmès) occupe une position particulière dans un accident majeur, de direction NNE-SSW de sens senestre (Diol et al., 1 98 7).

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-40-

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Agil!. !-Le mass;! de Sebt de Brik;ïne dans son encaissant paléozoïque.

/.Précambrien (rhyolites de Sidi Al;): 2:Cambro-ordovicien des Rehamna occ;dentaux: .J:quartz!les (Ordovicien in!.) des Rehamna centraux et orien- taux:4:0rdovicien supérieur:5Dévonien à Viséen ind!l!érenc;ë (des Ouled Hassine.de la Bande des Ouled Zednès.du Kef El Mouneb): 6:Viséen sup. à Namurien (Schistes de Lalla Tillai): 7: gram/es: ne sont pas figurées les séries métamorphiques des Rehamna centraux (Cambrien à Dévonien ?).

j:

·41-

Fig.I/1.2-E/itemenl el lent/cu/al/on lee/on/que des quartzites ordovi- ciens des Skhour occidentaux à prox/milé de la Faille Médiane, qui les sépare du Cambrien occ/denla/, d'après Piqué (1972) Panorama vu du Sud el bloc-diagramme du secteur nord.

Le massif de Sebt de Brikiine,d'environ 250 Km2,présente une forme plus ou moins circulaire et constitue une dépression topographique à l'Ouest de Benguerir (Fig.lll.1 ). L'accès du massif est facilité par la présence de pistes rayonnantes à partir du Douar de Sebt de Brikiine. L'altération, très importante, masque une grande partie du massif (25 % environ) et principalement les faciès à gros grain qui ne sont souvent visibles que sur les berges érodées des oueds, les reliefs étant constitués surtout par du granite à grain fin plus résistant.

Les données géophysiques indiquent que ce corps magmatique est nettement distinct et différent en taille de l'ensemble des corps leucogranitiques de petite dimension (Raz el Abiod,Kef er Rmei,Sidi Bahilil) visibles dans les Rehamna orientaux;il est comparable toutefois sur la carte gravimétri- que au granite de Moulay Kerkour détecté sous les sédiments tertiaires de la Bahira centrale entre Rehamna et Jebilet,et qui affleure sur une faible surface près de Benguerir.

1

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--

-42-

111-2-LE GRANITE: AGE, FACIES PETROGRAPHIQUES 111-2-1-AGE

L'âge Rb/Sr (RT) de ce granite déterminé par Tisserant ( 1977) et actua- lisé avec ISr = 1,42.10-11an-1 (Steiger et Jager, 1977) est de 282 ± 2 Ma (avec SrO= 0.7047 ± 26). Un autre âge Rb/Sr (RT) un peu plus récent de 268

± 6 Ma (SrO = O. 70555 ± 117) a été obtenu par Mrini ( 1985) sur des échan- tillons provenant du granite de Sebt de Brikiine, mais aussi de celui de faciès identiques de Moulay Kerkour situé au Sud-Est de Benguerir. 11 s'agit donc d'un granite "tardi- à post-orogénique" pour la Meseta occi- dentale, d'âge comparable à celui d'Oulmès, ou du Ment, ou encore au faciès à deux micas du Zaër dans le Massif central.

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Fig.///. .J-Les lac/ès gramïiquesdu ba/ho/ile de Sebl de Briklïne: carle schématique. /:granite à gros grain porphyroïde: 2: granite à grain moyen à lin porphyrique,· .J: granite à grain lin,· 4: gran!Ïe à grain lin "tip!;ïi- que" à gros quartz automorphes. 5: Rhyolite: 6: Micropegmalite d'Ouled Selmoun. La toponymie appelée dans la description des lac;ës es/ donnée en ligure Il. 5.

111-2-2-LES PRINCIPAUX FACIES PETROGRAPHIQUES

La carte de faciès (Fig.lll.3) présentée ici n'a pas de valeur carto- graphique réelle puisqu'elle est réal.isée à partir des échantillonnages ponctuels effectués pour l'étude d'A SM. Elle constitue cependant une carte de tendance des grands traits pétrographiques.Le faciès "principal",à gros grain,porphyroïde est localisé surtout dans l'Ouest du massif; le faciès à grain moyen porphyrique occupe la presque totalité de la surface restante.

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-43-

On distingue les faciès suivants (Fig.lll.3):

1) à gros grain porphyroïde à amphibole et/ou biotite;

2) à grain moyen à fin porphyrique rose à biotite;

3) à grain fin s.s. à biotite;

4) à grain fin "aplitique" sans biotite à quartz prismatiques;

5) rhyolitique à microgranitique;

6) micropegmatitique à pyrite d'Ouled Selmoun.

Le faciès à grain fin "aplitique" dont l'échantillonnage a été évité dans la mesure du possible en raison de sa faible susceptibilité, occupe en fait une grande partie du centre du massif, sous forme d'entablements résistants à l'érosion, superposés au faciès à gros grains. Ce dernier se trouve ainsi très souvent en position sub-affleurante.

Les trois premiers faciès sont en général intimement associés sur un même affleurement. Les faciès à grains fin et moyen (2,3),de couleur rose, reposent habituellement en position subhorizontale à faiblement pentée sur le faciès à gros grain ( 1 ). Le passage entre faciès s'effectue, sur quel- ques décimètres à quelques mètres, par une diminution vers le haut de la taille des feldspaths. Ceci peut conduire, dans la zone de transition, à la superposition: granite à grain moyen porphyrique, granite à grain moyen, granite à grain fin.

Notre carte de faciès diffère notablement de celle, schématique égale ment, de Si rna ( 1986) (Fig.lll.4). Cet auteur distingue dans la partie nord du massif un faciès "grenu à biotite": la distinction entre celui-ci et le granite situé plus au Sud ne nous paraît pas justifiée.Par ailleurs, cet auteur a donné une importance exagérée au faciès à grain fin pauvre en biotite, ici nommé faciès "aplitique" sans biotite, alors que son soubas- sement à gros grains, que nous avons échantillonné ici, est bien visible, en particulier dans les vallées. Enfin,la continuité vers l'Est du granite à gros grain porphyroïde n'est pas clairement établie; en particulier, la grande taille du grain et la présence d'amphibole est bien établie dans l'Ouest du massif. Il nous semble donc difficile de faire de ce faciès un type pétrographique unique ceinturant toute la partie sud du batholite.

[':.':;;::.:] faciès Granite à grain fin , pauvre en biotite

~ t.:L..:::...!.I faciès 2 Granite porphyroide

Fig.///. 4-Carte schématique des faciès J Granite grenu à biotite faciès du granite de Sebt de Bri-

ktïne. d'après Sima ( 1 985).

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-44-

111-2~2-1-Le faciès à gros grain porphyroïde (1 en Fig.lll.3) a été reconnu dans toute la moitié Ouest du massif;il se charge en amphibole sur la bordure ouest. 1_1 s'agit d'un granite monzonitique de chimisme intermé- diaire entre calco-alcalin et alcalin (Nachit, 1986). Le faciès le plus courant montre de grands feldspaths potassiques subautomorphes ( 1 à 2 cm), parfois perthitiques, à tendance poecilitique incluant de petits cristaux de plagioclase et des ferromagnésiens. Ces derniers ne représentent qu'un faible pourcentage de la roche et sont disséminés en "amas" de quelques centaines de microns à quelques millimètres. Il s'agit d'amphibole verte (hornblende), et/ou de biotite en association avec de petits plagioclases, de l'apatite, du sphène, des zircons et des opaques. Cette association, caractéristique du faciès, permet des regroupements cartographiques. Elle pourrait correspondre selon Nachit ( 1986), à une déstabilisation de l'am- phibole selon la réaction (Barrière, 1977):

Hornblende + K20 (magma)

=

biotite + quartz + sphène + opaques La biotite peut donc être primaire,c'est à dire cristalliser à la place de l'amphibole, ou secondaire comme minéral réactionnel lors de la désta- bilisation de celle-ci.

Une autre génération de biotite peut également apparaître en périphérie des grands cristaux de biotite primaire.

L'apatite, caractéristique de ce faciès, présente presque toujours un coeur grisâtre, "sale". Il pourrait s'agir soit d'inclusions apparues en début de cristallisation,soit d'apatites héritées dont la croissance s'est poursuivie dans le liquide magmatique.

C'est l'examen en plaque mince de cette association minéralogique par- ticulière qui nous a conduit à proposer la cartographie de ce faciès. En ce sens, il ne nous est pas possible de distinguer dans le Nord du massif le faciès 3 de Si rna ( 1986) qui est, selon cet auteur: "de couleur grise et de pourcentage plus élevé en biotite que le reste du massif".

Par ailleurs, Rosé ( 1987) signale la présence, au Nord-Ouest du massif (Jbel Chouikhane), d'enclaves centimétriques sombres à bords diffus, à amphibole et sphène. Cette minéralogie est tout à fait comparable à celle décrite plus haut, et dans ce cas nos "amas" pourraient correspondre à de telles enclaves basiques en voie d'assimilation. Elles ne remettent donc pas en cause notre distribution des faciès. Cependant, que la présence de ces enclaves plus ou moins bien assimilées peut signifier que le granite originel avait une composition différente et que l'on observe aujourd'hui différents stades d'un mélange magmatique. Il conviendrait alors d'étudier du point de vue géochimique le facièsle du secteur ouest du massif, après séparation de ses "enclaves", encore visibles dans la matrice granitique.

111-2-2-2-Les faciès à grain moyen à fin, à biotite (2 en Fig.lll.3) constituent une grande partie des reliefs ( 10 à 20 m) qui dominent le reste du batholite. De couleur rose, pauvres en ferromagnésiens, ils sont parfois riches en poches de pegmatite à quartz + Fk, ou en miarolles. Le passage granite à grain gros (à moyen) - granite à grain fin à biotite peut également être souligné par la présence de stockscheiders plus ou moins plats ( piste à l'Ouest de Bou Achrine). Ces faciès, dont la mise en place semble tardive par rapport au granite à gros grain, peuvent être considérés comme des faciès hypovolcaniques dont la souce est à rechercher dans une cristallisation fractionnée de l'ensemble du bathollte. Etant par ailleurs les plus pauvres en biotite, ils pourraient représenter un liqui- de résiduel, dont la cristallisation plus ou moins rapide serait fonction de la proximité du toît du batholite.

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111-2-2-3-Le granite à grain fin à biotite (3 en Fig.l11.3),1ocalement à hornblende verte à l'Ouest est un faciès présentant une fluidalité "en tourbillons" marqués par des alignements de biotite. Son apparition est plus fréquemment à l'Ouest du massif où il est en relation avec le faciès à gros grain. Dans ce faciès à grain fin, nous avons assimilé le granite orbiculaire du Jbel Chouikhane décrit par Si rna ( 1986) au Nord-Est du massif dont le granite interstitiel est comparable. C'est dans ce secteur également que Rosé ( 1987) décrit les enclaves à hornblende verte et sphène, caractéristiques du faciès à gros grain porphyroïde. Ce granite pourrait donc, par sa composition et cette association, être lié au faciès à gros grain et n'en représenter qu'un sous-faciès texturai.

111-2-2-4-Le granite à grain fin "aplitique" (4 en Fig.lll.3) se pré- sente sous forme de filons ou de dominos tectoniques métriques. 11 souli- gne un épisode cassant fini-magmatique et peut apparaître dans tous les faciès précédents. De fréquentes enclaves de granite à grain plus grossier soulignent son caractère intrusif dans un encaissant déjà solidifié.Au Sud du massif, près de l'Oued Bou Chane, ii semble sceller une fracturation qui pourrait traduire, si près du contact avec l'encaissant,l'effondrement d'une voûte granitique, mais on n'observe pas de blocs d'encaissant asso- ciés. Les ferromagnésiens sont rares dans ce faciès très clair. La biotite est pratiquement absente; la muscovite apparaît sporadiquement. Curiosité de ce faciès, on rencontre des cristaux de quartz de cinq à vingt centimè- tres de diamètre,automorphes et d'origine probablement géodique,antérieurs à la mise en place du granite qui les moule (Bou Achrine au Nord-Ouest de Sebt, et au centre-sud du massif, à deux km du contact avec l'encaissant).

111-2-2-5-Les rhyolites et microgranites (5 en Fig.lll.3), à gisement plus ou moins filonien, sont visibles dans la partie est du batholite sur le méridien de Douar Ferareha, entre ce point et Sebt de Brikiine, ainsi qu'à l'extrème Sud près de l'Oued Chibane où ils se pousuivent dans l'en- caissant.

Les faciès (4 et 5) apparaissent donc comme postérieurs à la mise en place du massif dans lequel ils s'injectent à la faveur d'accidents cassants. Il n'est pas exclu, étant donné leur répartition géographique à l'Est du massif, qu'ils resultent de rejeux de la "Faille Médiane" avec laquelle ils sont en continuité directionnelle à l'intérieur du massif.

111-2-2-6-La "micropegmatite" à pyrite d'Ouled Selmoun (6 en Fig.lll.

3) forme la colline située immédiatement à l'Ouest de ce douar. Il s'agit d'une roche à quartz automorphe et feldspath potassique rose plurimillimé- trique, sans silicate ferro-magnésien, mais dans laquelle la pyrite, limo- nitisée, en cristaux millimétriques à centimétriques, peut constituer plus de 1 0% de la roche. Sa position au Nord-Est du massif, peut s'expliquer soit par la concentration dans ce secteur des liquides magmatiques au toit du batholite qui, ici plus encore qu'ailleurs, serait proche de la topo- graphie actuelle, soit par une injection filonienne tardive puisque ce faciès est aussi proche cartographiquement des filons de rhyolite.

111-2-3-FACIES STRUCTURAUX

Les textures sont en générai typiques des roches magmatiques (cf.

dessins texturaux de Rosé, 1987). La déformation à "l'état intermédiaire", selon l'appellation donnée par Bouchez et Guineberteau ( 1986), et Diol et

~· ( 1987), correspondant aux mouvements du magma enregistrés lorsque la charge cristalline est très élevée, sont surtout présentes dans le faciès à très gros grains (Photo ) dans la partie ouest du massif. On observe en effet fréquemment des feldspaths fendus ou tronçonnés, et dont les

"ouvertures" sont scellées par du quartz.

No documento Mise en place des granitoïdes hercyniens de la Meseta marocaine, Étude structurale des massifs de Sebt de (páginas 40-51)